Waardoor wordt de waterdamp in de lucht omgezet in vloeibare of vaste deeltjes die op de aarde kunnen vallen? Het antwoord is dat de lucht op natuurlijke wijze wordt afgekoeld. Wanneer lucht afkoelt tot het dauwpunt, is de lucht verzadigd met water. Denk aan het onttrekken van water aan een vochtige spons. Om het water vrij te laten komen, moet je de spons uitknijpen – dat wil zeggen, zijn vermogen om water vast te houden verminderen. In de atmosfeer is het afkoelen van de lucht tot voorbij het dauwpunt hetzelfde als het uitknijpen van de spons – het vermindert de hoeveelheid waterdamp die de lucht kan bevatten, waardoor sommige waterdampmoleculen van toestand veranderen en waterdruppels of ijskristallen vormen.
Eén mechanisme voor het afkoelen van de lucht is nachtelijke afkoeling. In een heldere nacht kan het grondoppervlak behoorlijk koud worden door het verlies van langgolvige straling. Als de lucht vochtig is, kan vorst worden afgezet doordat waterdamp ijskristallen vormt. Deze afkoeling is echter niet voldoende om neerslag te vormen. Neerslag ontstaat alleen wanneer een aanzienlijke luchtmassa een gestage daling van de temperatuur onder het dauwpunt ondergaat. Dit gebeurt wanneer een luchtpakket naar steeds hogere niveaus in de atmosfeer wordt getild.
DRY ADIABATIC RATE
Als u ooit een fietsband hebt opgepompt met een handpomp, hebt u misschien gemerkt dat de pomp heet wordt. Als dat zo is, hebt u het adiabatische principe waargenomen. Deze belangrijke wet zegt dat als er geen energie aan een gas wordt toegevoegd, de temperatuur ervan zal stijgen als het wordt samengeperst. Als je krachtig pompt en de lucht samenperst, wordt de metalen fietspomp warm. Omgekeerd, wanneer een gas uitzet, daalt de temperatuur volgens hetzelfde principe. Natuurkundigen gebruiken de term adiabatisch proces om te verwijzen naar een verwarmings- of afkoelingsproces dat uitsluitend optreedt als gevolg van drukverandering, waarbij geen warmte in of uit een volume lucht stroomt.
Hoe houdt het adiabatische principe verband met het opstijgen van lucht en met neerslag? De ontbrekende schakel is simpelweg dat de atmosferische druk afneemt naarmate de hoogte toeneemt. Als een pakket lucht wordt opgetild, wordt de atmosferische druk op het pakket lager, en de lucht zet uit en koelt af, zoals te zien is in figuur 4.9. Als een pakket lucht daalt, wordt de atmosferische druk hoger, en wordt de lucht samengedrukt en opgewarmd.
We beschrijven dit gedrag in de atmosfeer met behulp van de droge adiabatische verlagingssnelheid, zoals weergegeven in het onderste gedeelte van figuur 4.10. Deze geldt voor een stijgend luchtpakket dat nog niet tot verzadiging is afgekoeld. De droge adiabatische snelheid heeft een waarde van ongeveer 10°C per 1000 m (5,5°F per 1000 ft) verticale stijging. Dat wil zeggen, als een pakket lucht 1 km wordt verhoogd, zal de temperatuur met 10°C dalen. Omgekeerd zal een luchtpakket dat daalt met 10°C per 1000 m opwarmen. Dit is de droge snelheid omdat er geen condensatie optreedt tijdens dit proces.
Er is een belangrijk verschil tussen de droge adiabatische snelheid en de omgevingstemperatuursnelheid. Het verloop van de omgevingstemperatuur is eenvoudigweg een uitdrukking van hoe de temperatuur van stilstaande lucht varieert met de hoogte. Deze snelheid varieert van tijd tot tijd en van plaats tot plaats, afhankelijk van de toestand van de atmosfeer. Het is iets heel anders dan de adiabatische verstrijkingssnelheid. De adiabatische snelheid van droog verval geldt voor een massa lucht die verticaal beweegt. Het varieert niet met tijd en plaats, en het wordt bepaald door natuurkundige wetten, niet door de plaatselijke toestand van de atmosfeer.
MOIST ADIABATISCH VERLANGINGSVERLANG
Laten we eens verder kijken naar het lot van een pakket lucht dat zich in de atmosfeer omhoog beweegt (figuur 4.10). Terwijl het pakket zich naar boven beweegt, daalt de temperatuur met de droge adiabatische snelheid, 10°C/1000 m (5.5°F/1000 ft). Merk echter op dat de dauwpunttemperatuur licht verandert met de hoogte. In plaats van constant te blijven, daalt deze met de dauwpunt-verliegsnelheid van 1,8°C/1000 m (1,0°F/1000 ft).
Als het stijgingsproces doorgaat, wordt de lucht uiteindelijk afgekoeld tot de dauwpunttemperatuur, en begint condensatie op te treden. Dit wordt in figuur 4.10 weergegeven als het stijgingscondensatieniveau. Het opstijgend condensatieniveau wordt dus bepaald door de begintemperatuur van de lucht en zijn initiële dauwpunt
en kan verschillen van het hier getoonde voorbeeld. Als het pakket verzadigde lucht blijft stijgen, treedt een nieuw principe in werking: het vrijkomen van latente warmte.
Dat wil zeggen, wanneer condensatie optreedt, wordt latente warmte door de condenserende watermoleculen afgegeven en worden de omringende luchtmoleculen verwarmd.
Met andere woorden, er treden twee effecten tegelijk op. Eerst, wordt de opgeheven lucht gekoeld door de vermindering van atmosferische druk. Ten tweede, wordt het opgewarmd door het vrijkomen van latente warmte van condensatie.
Welk effect is sterker? Het koelingseffect blijkt sterker te zijn, zodat de lucht zal blijven afkoelen naarmate deze wordt opgeheven. Maar door het vrijkomen van latente warmte zal de afkoeling minder snel gaan. Deze afkoelsnelheid voor verzadigde lucht wordt de vochtige adiabatische snelheid genoemd en varieert tussen 4 en 9°C per 1000 m (2.2-4.9°F per 1000 ft). In tegenstelling tot de droge adiabatische snelheid, die constant blijft, is de vochtige adiabatische snelheid variabel omdat deze afhangt van de temperatuur en de druk van de lucht en het vochtgehalte. Voor de meeste situaties kunnen we echter een waarde van 5°C/1000 m (2.7°F/1000 ft) gebruiken. In figuur 4.10 is de vochtige adiabatische snelheid weergegeven als een licht gebogen lijn om aan te geven dat de waarde verandert met de hoogte.
Bedenk dat naarmate het luchtpakket verzadigd raakt en blijft stijgen, er condensatie optreedt. Deze condensatie produceert vloeibare druppels en vaste ijsdeeltjes die wolken vormen en uiteindelijk neerslag.